SKAŁY OSADOWE

SKAŁY OSADOWE

Skały osadowe stanowią 5% wagowych skorupy ziemskiej (do głębokości 16 km).
Pozostałe 95% przypada na skały magmowe i metamorficzne.
Skały  osadowe  pokrywają  75%  powierzchni  Ziemi  –  dzięki  temu  wydają  się
powszechniejsze niż są rzeczywiście.
Skały osadowe powstają w wyniku sedymentacji.

SEDYMENTACJA

– to proces gromadzenia się materiału okruchowego,

organicznego  lub  chemicznego  w  zbiornikach  wodnych  lub  rzadziej  w  środowisku
lądowym.  Osady  te  podlegają  następnie  procesowi  diagenezy,  podczas  której
okruchy skał ulegają cementacji

Środowiska sedymentacji
Środowisko  lądowe  to  środowisko  rzeczne,  limniczne  (jeziorne),  glacjalne,
pustynne, bagienne.
Środowisko morskie  –  oceaniczne jest bardziej  zróżnicowane głównie  z uwagi na
głębokość morza i odległość od brzegu: środowisko lagunowe, litoralne, nerytyczne,
batialne i abisalne.

Facje osadowe
W  zależności  od  środowiska  sedymentacji  w  tym  samym  czasie  powstają  osady
różnej genezy i o różnym składzie mineralnym.
Zmienność osadów powstających w tym samym czasie określa pojęcie facji.
FACJA  to

zespół cech litologicznych, paleontologicznych i ekologicznych osadu.

Facja odzwierciedla warunki, w jakich nastąpiła sedymentacja osadu.

Facje osadowe

powstałe w określonych środowiskach sedymentacyjnych mają

identyczne jak środowisko nazwy: facja lądowa, morska, pustynna, litoralna, rafowa,
okruchowa itp.

Litofacja

– facja wyróżniona na podstawie cech litologicznych (skład mineralny,

struktura i tekstura) np. osady piaszczyste i węglanowe, wapienie rafowe i iły
wapienne.
Biofacja

– facja wyróżniona na podstawie zawartych w osadach szczątków

organicznych.

Rodzaj skamieniałości znajdujących się w danym osadzie świadczy o

środowisku sedymentacji, tzn. o głębokości zbiornika, oddaleniu od brzegu,
temperaturze i zasoleniu wody.

Zmienność facjalna osadów w oceanie

W pewnych warunkach geologicznych na dużych obszarach mogą tworzyć się grube
osady podobnego rodzaju. Takie osady wyodrębniane są jako formacja osadowa.

Formacja  solonośna  –  w  jej  skład  wchodzą  sole,  ale  również  gipsy  oraz  osady
węglanowe i okruchowe, które powstały w wysychającym zbiorniku morskim.
Formacja  fliszowa

– zespół osadów tworzących się u podnóża stoku

kontynentalnego, na skutek działania prądów zawiesinowych (spływ grawitacyjny
podwodny

– z

osadem ilastym

Np. flisz karpacki

– to seria naprzemianlegle

ułożonych warstw skał osadowych morskiego pochodzenia, składająca się  z ławic  i
warstw na przemian zlepieńców, piaskowców, mułowców i iłowców.
Formacja  pustynna

– obejmuje osady w warunkach klimatu suchego, gorącego i

przy niedoborze wody.
Formacja molasowa

– zespół osadów okruchowych (lądowych) powstałych w

skutek niszczenia wypiętrzanego łańcucha górskiego.

Formacja  węglowa  –  obejmuje  pokłady  węgla  i  przewarstwiające  je  skały
okruchowe (zlepieńce, piaskowe, łupki ilaste)
Pokłady  węgla  tworzą  się  z  akumulacji  organicznej  pochodzenia  roślinnego,
współcześnie najczęstszymi przykładami takiej akumulacji są torfowiska.
Większość torfowisk tworzy się na obszarach zabagnionych,  w miejscach dawnych
jezior  i  dolin  rzecznych.  Występują  najczęściej  na  obszarach  niedawno
zlodowaconych, chłodnym i wilgotnym klimacie.
Rośliny  wodne  zarastające  brzeg  zbiornika  obumierają,  na  tych  osadach  zaczyna
rosnąć  mech  a  później  małe  drzewa.  Strefa  roślinności  przesuwa  się  do  środka
zbiornika. Przy słabym dopływie tlenu z osadów przy brzegu tworzy się torf.
Jezioro wypełnia się torfem i zarasta lasem – tworzy się torfowisko niskie
Kiedy  wyczerpie  się  woda  zawarta  w  torfie  ,  będąca  pozostałością  wód  jeziora,
wówczas las obumiera i tworzy się torf drzewny.
Torfowisko szybko zarasta mchami

i wznosi się ponad otaczający teren. Powstaje

torfowisko wysokie.

Powstanie torfowiska wysok

iego (wg M Książkiewicza)

a,b

– stadia początkowe, c – torfowisko niskie, d – etap pośredni, e – torfowisko wysokie

Luźny osad złożony najczęściej w środowisku wodnym ulega zwykle lityfikacji –
konsolidacji czyli zestaleniu.

Prowadzą do tego procesy diagenezy osadu:

Twardnienie koloidów – koloidy występujące na dnie i wypełniające pory w

osadzie z biegiem czasu tracą wodę i twardnieją (woda jest wyciskana przez
ciężar nadległych warstw). W efekcie miękki osad zawierający początkowo 80
% wody, przechodzi

w twardą skałę, w której ilość wody jest niewielka.

2. Kompakcja

– zmniejszenie objętości porów i porowatości osadu pod

wpływem  ciśnienia  (ciężaru)  nadległych  warstw.  Świeżo  złożony  ił  ma
porowatość n=70% na głębokości 2 km około 10%. Wskutek kompakcji utwory
luźne  i  miękkie  takie  jak  iły  czy  muły  ulegają  sprasowaniu    –  złupkowaniu,
polegającym  na  powstaniu  równoległych  do  warstwowania  powierzchni
rozdzielczości.

3. Rekrystalizacja

– zmiana warunków fizyko-chemicznych w osadzie może

doprowadzić  do  przesycenia  roztworów  i  w  konsekwencji  do  powtórnego
wykrystalizowania się z roztworu  związków mineralnych, najczęściej węglanu
wapnia  i  krzemionki.  Rekrystalizacja  prowadzi  do  spajania  ziaren  i  do
zwiększania wielkości ziaren mineralnych.

4. Cementacja - w w

yniku procesów diagenezy zmniejsza się odległość

pomiędzy poszczególnymi składnikami osadu, a ziarna osadu zlepiają się ze
sobą – ulegają cementacji. Substancjami cementującymi - SPOIWEM są
zwykle

węglan wapnia, krzemionka, związki żelaza, dolomit, gips czy minerały

ilaste.

W zależności od składu i genezy skały osadowe dzielimy na:

•   skały okruchowe (klastyczne, detrytyczne)
•   ilaste - pelity
•  (rezydualne)
•   skały organogeniczne i chemiczne

SKAŁY OKRUCHOWE

SKAŁY  OKRUCHOWE  są  to  nagromadzenia  okruchów  skalnych  i  ziaren
mineralnych  powstałych  w  wyniku  wietrzenia  skał.  Wyróżnia  się  skały  okruchowe
luźne i zwięzłe (poszczególne ziarna są związane spoiwem).

CECHY  STRUKTURALNE

określają wygląd okruchów i

ziaren w skałach osadowych.
Obtoczenie

– stopień zaokrąglenia krawędzi pierwotnie

kanciastego  okruchu  lub  ziarna.  Stopień  obtoczenia
zależy od długości drogi transportu i odporności materiału
na  ścieranie:  kanciaste,  słabo  obtoczone,  obtoczone  i
dobrze obtoczone.
Stopień selekcji (wysortowania) dostarcza informacji o warunkach i
długości  transportu  materiału  oraz  sposobie  jego  sedymentacji.
Stopień selekcji rośnie wraz z długością drogi transportu.

Kształt okruchów – kuliste, wrzecionowate, płasko-wydłużone, dyskoidalne
Charakter powierzchni

– matowe, porysowane, gładkie; pozwala wnioskować o

środowisku transportu

Frakcja t

o wielkość materiału okruchowego, z którego zbudowana jest skała.

Wyróżnia się 4 główne frakcje:

Frakcja

Nazwa

składników

Skała

Wymiary

składników

luźna

zwięzła

żwirowa

-psefitowa

blok

(kanciasty)

głaz

(obtoczony)

blokowisko,

głazowisko

>100 mm

okruch

(kanciasty)

otoczak

(obtoczony)

gruz,

żwir

brekcja,

zlepieniec

2-100 mm

piaskowa

-psamitowa

ziarno

piasek

grubo-

piaskowiec

grubo-

1-2

0,1-2

średnio-

0,5-1

drobno-

ziarnisty

drobno-

ziarnisty

0,1-0,5

mułowa lub

pyłowa

-aleurytowa

ziarno

muł

mułowiec

0,01-0,1 mm

iłowa –

pelitowa

ziarno

ił

iłowiec

<0,001 mm

Przykłady skał okruchowych:

ZLEPIENIEC

PIASKOWIEC

SKAŁY ILASTE

Skały  okruchowe  frakcji  pelitowej  zawierają  na  ogół  znaczną  domieszkę  minerałów
autogenicznych  i  ich  jednoznaczne  oddzielenie  od  skał  ilastych  pochodzenia
chemicznego lub rezydualnego jest  niemożliwe.
Głównym składnikiem skał ilastych są minerały ilaste: illit, kaolinit, montmorillonit.
Obok nich może występować materiał okruchowy, głównie kwarc.
Iły to ogólna nazwa nadawana różnym typom skał zbudowanym z minerałów ilastych
i materiału pelitowego.
Iły  (glinki)  ogniotrwałe  -  składają  się  głównie  z  kaolinitu  z  domieszką  min
allogenicznych.  Są  „tłuste”  w  dotyku.  Powstają  w  wyniku  wietrzenia  kwaśnych  skał
kryst

alicznych i arkoz w zbiornikach śródlądowych.

Kaolin

zawiera prawie wyłącznie kaolinit.

Bentonit

to skała zbudowana z montmorillonitu. Jest produktem podmorskiego

wietrzenia popiołów wulkanicznych. Chłonąc wodę skała powiększa swoją objętość
kilkukrotnie (nawet

ośmiokrotnie)

Zdiagenezowane

iły oraz iłowce tworzą iłołupki – łupki ilaste

kaolin

bentonit

łupek ilasty

Gliny -

skały iłowe z domieszką frakcji grubszych.

Glina zwałowa (lodowcowa, morenowa) – produkt
akumulacji glacjalnej
Glina zwietrzelinowa

– produkt procesów

wietrzeniowych

SKAŁY REZYDUALNE (regolity)

Tworzą pokrywy  zwietrzelinowe,  zalegające na skale macierzystej, w ich  powstaniu
nie brał udziału transport i selekcja ziaren.
Największe  rozprzestrzenienie  mają  skały  alitowe.  Są  produktem  wietrzenia
chemicznego w klimacie gorącym i wilgotnym. Krzemionka i węglany są ługowane ze
zwietrzeliny, a na miejscu pozostają niemal wyłącznie tlenki  i wodorotlenki żelaza i
glinu

(czerwone, żółte lub brunatne zabarwienie).

skał alitowych zaliczane są:

•   terra rosa,
•   lateryty
•   boksyty.

Terra rosa

(czerwona ziemia) jest pozostałością po krasowym

wietrzeniu skał węglanowych – głównie wapieni. Składa się z
wodorotlenków glinu i żelaza.

Lateryty i boksyty powstaj

ą z wietrzenia skał

bogatych w skalenie (granitów, arkoz,
gnejsów)
Lateryty (zabarwienie czerwonawe,
brunatne)

obok związków żelaza i glinu

zawierają też materiał detrytyczny. Mogą zawierać minerały ilaste.
Boksyty (o barwie brunatnej, kremowej, szarej) s

kładają się głównie

z wodorotlenków glinu.

SKAŁY ORGANOGENICZNE I CHEMICZNE

 chemiczne (chemogeniczne) - p

owstają w wyniku wytrącania się substancji z

wód morskich lub jeziornych.

 biochemiczne -

wytrącanie związków chemicznych z wód następuje na skutek

działalności życiowej organizmów lub w wyniku zmian chemicznych,
zachodzących podczas rozkładu szczątków organicznych.

 organogeniczne

– z nagromadzenia szczątków zwierząt lub roślin

• zoogeniczne – powstałe z udziałem zwierząt
• fitogeniczne – pochodzenia roślinnego

Wśród  tej  grupy  wyróżnia  się  skały  węglanowe,  krzemionkowe,  żelaziste  i
manganowe, fosforanowe, siarczanowe i solne oraz kaustobiolity.

Skały węglanowe
Najbardziej  powszechnymi  skałami  węglanowymi  (utworzonymi  z  węglanu  wapnia  -
kalcytu) są wapienie.
wapienie  mikrytowe

– zbudowane z materiału węglanowego bardzo drobnej frakcji

(< 0,01 mm)
wapienie ziarniste

– zawierające składniki ziarniste, składniki te mogą być spojone

sparytem

, czyli kalcytem w postaci kryształów o wielkości powyżej 0,01 mm.

Wapienie bez widocznych makroskopowo składników ziarnistych nazywa się często
wapieniami zbitymi.
Wapienie ziarniste zbudowane ze szczątków roślinnych czy zwierzęcych (wapienie
organogeniczne)

nazywane są bardziej szczegółowo (w zależności od budujących je

organizmów)

• wapienie muszlowe – składają się z całych lub

pokruszonych muszli różnych bezkręgowców, małży
ramienionogów,

amonitów,

łodzików lub ślimaków

• wapienie

krynoidowe

–

zbudowane

elementów

szkieletowych liliowców

• wapienie rafowe – zbudowane

z elementów szkieletowych
koralowców

achowane w skałach szczątki organizmów, a także ślady ich

aktywności życiowej, powstają w wyniku procesu fosylizacji.
Najczęściej fosylizacji ulegają tylko części twarde organizmu (szkielety, muszle,
skorupki)

w wyniku zastąpienia pierwotnej substancji budującej innymi związkami

mineralnymi

(najczęściej węglanem wapnia lub krzemionką)

Amonit

Belemnity

Trylobit

Skały krzemionkowe
Powstają  na  skutek  chemicznego  wytrącania  krzemionki  lub  w  wyniku
nagromadzenia  krzemionkowych  elementów  organizmów  (okrzemek,  radiolarii,
gąbek krzemionkowych).
Pierwotnymi  składnikami  skał  tej  grupy  są  opal  i  chalcedon,  które  mogą
przekrystalizować w kwarc.
radiolaryty

– zbudowane z pancerzyków promienic – radiloarii

opoki

– zbudowane z organogenicznej krzemionki pochodzącej ze szkieletów gąbek

oraz z węglanu wapnia. Opoka odwapniona to opoka lekka.

krzemienie i czerty

– powstają w wyniku chemicznego

wytrącania  krzemionki  ze  skał.  Rogowcami  bywają
nazywane  różnego  pochodzenia  skały  krzemionkowe
występujące w postaci cienkich warstw

Skały gipsowo – solne (ewaporaty)
Powstają  na  skutek  odparowania  w  suchym  klimacie  słonych  jezior  i  mórz,
zawierających łatwo rozpuszczalne związki chemiczne
Gips

– zbudowany z minerałów o tej samej nazwie oraz domieszki węglanów,

minerałów ilastych czy związków żelaza.
Sole kamienne

– zbudowane z halitu oraz w małej ilości z innych minerałów solnych

i ilastych.

Kaustobiolity
Powstają  ze  szczątków  roślin  nagromadzonych  w  środowisku
śródlądowym lub przybrzeżnym albo ze szczątków planktonu na
dnie mórz i oceanów.
Szczątki  roślin  w  środowisku  ubogim  w  tlen  podlegają
stopniowemu  uwęgleniu.  Na  przebieg  tego  procesu  istotny
wpływ ma ciśnienie i temperatura, wynikające z przykrycia osadu
odpowiednio grubą serią osadów.
Blisko pow

ierzchni tworzą się torfy (50-65 % węgla).

Na głębokości ponad 200 m tworzy się węgiel brunatny (65-78%
C), dalsze uwęglenie prowadzi do powstania węgla kamiennego
(75-93% C), i antracytu (93-98% C).

Kaustobiolity

ciekłe i gazowe tworzą się w osadach dennych

mórz i oceanów. Szczątki organizmów planktonicznych ulęgają
powolnym

przemianom

niewysokiej

temperaturze

słonowodnym  środowisku  redukcyjnym.  Najpierw  następują
przemiany  biochemiczne  z  udziałem  bakterii,  następnie  na
większej  głębokości  i  w  podwyższonej  temperaturze  uwalniane
są

lekkie

węglowodory

łańcuchowe,

będące

głównym składnikiem ropy
naftowej i gazu ziemnego.

W

ystępowanie skał osadowych

łupki ilaste

iły,mułki

70%

inne

wapienie

10%

piaskowce

15%